Если у вас возникли сложности с курсовой, контрольной, дипломной, рефератом, отчетом по практике, научно-исследовательской и любой другой работой - мы готовы помочь.
Предоплата всего
Подписываем
5.Понятие о коре выветривания и ее типах. Кора выветривания. В результате химического выветривания на месте залегания материнских пород возникает кора выветривания. В процессе выветривания происходит дифференциация вещества: на месте выветривания остаются так называемые остаточные продукты, преобразованные в условиях поверхности земли минералы, а вещества, перешедшие в раствор, выносятся за пределы зоны выветривания подземными и поверхностными водами. При размывании коры выветривания поверхностными водами из остаточных продуктов возникают обломочные частицы, которые присоединяются на путях переноса к обломочному материалу, образовавшемуся при физическом выветривании. Образование коры выветривания помимо климата и ландшафта определяется характером тектонических движений. В областях устойчивого опускания происходит накопление осадков и кора выветривания не образуется. При быстром темпе поднятий и высоком расчлененном рельефе, благодаря энергичному смыву (денудации), образование коры выветривания также невозможно. Таким образом, для того чтобы развивалось химическое выветривание и образовалась мощная кора выветривания, необходим определенный режим тектонических движений: медленное поднятие или стабильное положение территории. Процессы выветривания развиваются постепенно и проходят ряд стадий, или этапов. Стадийность выветривания обусловливает зональность коры выветривания. Изучение современной и древней коры выветривания показало наличие хорошо выраженной зональности.
6.Механический смыв продуктов выветривания с водосборных площадей. Перенос и отложение материала. Вслед за выветриванием и параллельно с ним происходит перенос и осаждение вещества — образование осад ков. На путях переноса и в бассейнах седиментации к продуктам выветривания присоединяется вулканогенный материал и про дукты жизнедеятельности организмов. Осаждение вещества, за исключением коры выветривания, не возможно без переноса, и перенос завершается осаждением. Та ким образом, перенос и осаждение являются последовательными процессами — двумя сторонами одного и того же явления — осадкообразования. Осаждение вещества начинается иа путях переноса (образование делювия на склонах, аллювия в речных долинах, дельтовых отложений в устьях рек) и завершается в бассейнах седиментации. Это второй этап дифференциации ве щества — отделение части обломочного материала от растворов. Характер процессов осадкообразования, их направление и ин тенсивность регулируются климатом и ландшафтом. В связи с этим целесообразно рассматривать условия осадкообразования по климатическим зонам. Осадкообразование в областях с гумидным климатом. Пере нос и осаждение обломочного материала. Глав ным агентом переноса и осаждения обломочного материала в об ластях с гумидным климатом являются текучие воды, второсте пенными — ветер, сила тяжести и организмы. Причина отложения обломков — уменьшение скорости транс портирующей среды — водного или воздушного потока. Сначала откладываются обломки, переносимые волочением, затем взве шенные насосы. Перенос и отложение дождевыми и талыми водами. Перенос обломочного материала дождевыми и талыми водами происхо дит на склонах гор и возвышенностей. Перенос осуществляется обычно на небольшое расстояние, поэтому частицы слабо оката ны и плохо отсортированы. Перемещение обломков происходит многократно по мере возникновения потоков, материал находится то на воздухе, то в воде. В результате образуются делювиаль ные (склоновые) и пролювиальные (у подножия склонов) осад ки. В странах с равнинным рельефом делювий и пролювий пред ставляют песчано-глинистые* и глинистые отложения с нор мальной и диагональной слоистостью, с линзами более грубого материала. Перенос и осаждение обломочного материала речными вода ми. Речные воды переносят обломочный материал во взвешенном состоянии, волочением по дну, а также в растворенном виде. Со отношение растворенного вещества и материала, переносимого волочением и во взвешенном состоянии.
7. Физическое и химические условия осадкообразования: динамика среды, глубина бассейна, окислительный потенциал (Eh), (Ph) и т.д.
Аутигенный характер ,минералов определяется по целому ряду признаков: идиоморфности кристаллов в порах и пусто тах, неправильной и гипидиоморфной форме зерен и мельчайшим размерам в основной массе хемогенных и цементе обломочных пород, сферолитовому и оолитовому строению, наличию колло идных и метаколлоидных структур, выполнению и выстиланию пор и пустот, перемежаемости с другими аутогенными минера лами, замещению обломочных зерен и др. Ay т и генные минералы — индикаторы физи ко-химических условий среды. Многие аутигенные минералы осадочных пород могут быть индикаторами среды образования, показывающими значение рН, Eh, соленость вод бассейна и т. п. Минералами-индикаторами рН являются: гидроокислы же леза (выпадают и устойчивые при рН>2,3—3,0), опал —обра зуется в кислых, слабокислых и нейтральных условиях среды и устойчив в слабощелочной среде, карбонаты (кальцит и доломит характерны для щелочной среды —рН (более 7,4, сидерит обра зуется при рН = 7,0—7,2). Минералы группы каолинита осаждаются в кислой среде, галлуазит — в слабокислой и нейтральной среде. Минералы груп пы монтмориллонита характерны для щелочной среды. Мине ралы группы гидрослюд образуются и устойчивы в слабощелоч ной и щелочной среде. Минералами-показателями Eh являются пирит, сидерит, ша мозит, глауконит, окислы и гидроокислы железа и марганца и др. Пирит образуется в резко восстановительной обстановке при отрицательных значениях Eh, сидерит — в слаоовосстановитель- ных до нейтральных и слабоокислительных условиях среды, шамозит — в нейтральных. Для глауконита характерны слабоокислительные до нейт ральных условия среды, и, наконец, окислы и гидроокислы же леза и марганца образуются в окислительных условиях среды (положительные значения Eh). Минералами-показателями солености являются карбонаты, сульфаты, галит и калийные соли: доломит осаждается в интер вале соленостей от 4% до 15%; сульфаты осаждаются при со лености свыше 12—15%; галит — при солености около 25—27%; калийно-магнезиальные соли осаждаются при солености около 30—32%.
8.Механическая и химическая осадочная дифференциация. При переносе и отло жении осадочного вещества осуществляется его разделение по размеру частиц, удельному весу, химическим свойствам и хими ческому сродству. Впервые учение об осадочной дифференциации вещества ввел в науку Л. Б. Пустовалов, выделивший два типа дифференциа ции: механическую и химическую. Механическая дифференциация проявляется в сортировке об ломочных частиц по размеру и удельному весу. В результате такой сортировки горные области окаймляются полосой грубо- обломочных осадков, далее от источников сноса располагаются пески и еще дальше глинистые осадки. Аналогичная картина наблюдается в водных бассейнах по мере движения от берега к центру. Химическая дифференциация вещества в водных бассейнах заключается в последовательном осаждении соединений из вод ных растворов согласно их растворимости (от трудно к легко растворимым). Так окислы алюминия, железа и марганца яв ляются трудно растворимыми и осаждаются вблизи берега. Вдали от берега осаждаются фосфаты, силикаты железа и кар бонаты. Завершается дифференциация осаждением легко рас творимых солей в заливах и лагунах. t В настоящее время наши знания о процессах дифференциа ции и ее значении для осадкообразования значительно расшири лись, выделяются различные типы дифференциации вещества. 1. Механическая — рассортировка обломочного материала по размеру частиц и удельному весу (последняя дает мономине ральные осадки — минералогическая дифференциация). 2. Физико-химическая — рассортировка коллоидного мате риала. 3. Хемобиогенная — осаждение и рассортировка вещества "благодаря жизнедеятельности организмов. 4. Химическая — осаждение и разделение >вещества истинных растворов. В различных обстановках обычно проявляются все типы диф ференциации (в водных бассейнах), но в определенный период времени в данном месте преобладает один какой-либо тип диф ференциации, определяя этим характер осадков.
Ведущими началами процесса дифференциации служат кли мат, ландшафт и тектонический режим территории.
9.Формирование осадочной пароды (диагенез). Диагенезом называют изменения, происходящие в осадке (диагенез* — означает перерождение). По своей сущности процессы диагенеза являются процессами физико-химическими, химическими и органическими. В стадии диагенеза происходит уплотнение осадка и уменьшение его влажности, старение коллоидов, образование новых минералов из иловых растворов, разложение одних минералов и возникновение других, перераспределение вещества в осадке — его перемещение и концентрация. Диагенез представляет собой уравновешивание сложной многокомпонентной системы осадка в новых физико-химических условиях среды. В результате диагенеза из осадка образуется осадочная порода. Наиболее распространенными минералами стадии диагенеза являются сульфиды (пирит, марказит и др.), окислы и гидроокислы (опал, халцедон, кварц, гидроокислы железа и марган ца), сульфаты (барит, целестин и др.), карбонаты (кальцит, доломит, минералы изоморфного ряда, сидерит — магнезит),фос фаты (даллит, курскит, коллофанит и др.), силикаты (глауконит, лептохлориты, каолинит, гидрослюды, монтмориллонит, цео литы— филлипсит, гейландит и др.). Они обычно характеризуются очень малыми размерами зерен, часто это пелитоморфные и микрозернистые образования, сферолиты и оолиты, мельчай шие зерна неправильной формы и агрегаты, образуют цемент, конкреции и конкреционные образования. Физико-химические условия среды осадка заметно отлича ются от условий, существующих в водном бассейне, и изменя ются с глубиной. В иловых растворах наблюдается повышенная и высокая концентрация ряда компонентов. Для осадка характерно также и накопление большого количества органического вещества, служащего пищей для бактерий и обусловливающего их интенсивное размножение. Особенно большое количество бактерий содержится в поверхностном (до глубины 1—3 см) слое осадка (в 1 г осадка в пересчете на сухой вес содержится 20 000 бактерий в песках, 80 000 в алевритах и более 400 000 в глинистых илах, по Бушинскому). По мере углу бления в ил количество бактерий резко уменьшается. На раннем этапе диагене за происходит взаимодействие иловых растворов с обломоч ными зернами и ранее отложенными аутигенными мине ралами. В щелочных условиях среды, при" рН>8—9, они ко ординируют зерна кварца и , полевого шпата, происходит дальнейшее разложение поле вых шпатов и слюд с образованием гидрослюд и вынос ка тионов и кремнезема в раствор. Диагенез в осадках различных климатических зон. При диа генезе терригенных, существенно глинистых морских осадков гумидной зоны ранние этапы характеризуются щелоч ными и окислительными условиями среды (в толще осадка 10—15 и до 40 см). Осаждаются железо-марганцевые конкре ции, глауконит, фосфаты и цеолиты. По мере погружения осадка и перекрывания его новыми пор циями условия резко изменяются: поглощение кислорода орга низмами вызывает восстановление гидроокислов железа и мар ганца, а также сульфатов. Среда в осадке из окислительной становится восстановительной, Eh понижается, а рН, после не которого понижения вначале, снова повышается. Диагенез в осадках аридных и нивальных областей изучен слабо. В соляных озерах и лагунах он осуществляется в щелочных и резко щелочных окислительных, нейтральных и слабовосстановительных условиях среды. Одним из важных факторов диагенеза является взаимодействие мине ралов осадка с иловыми растворами (рапой) и преобразование неустойчивых соляных минералов в устойчивые. Так, например, выделившиеся в стадию седиментогенеза мирабилит и эпсомит в процессе диагенеза дают астраханит (устойчивая фаза). В ре зультате в осадках соляных озер и лагун образуются устойчивые соляные минералы, растворяются неустойчивые, происходит пе рекристаллизация соляных минералов, глинистое вещество, вза имодействуя с рапой, преобразуется в гидрослюды. Нередко воз никают также магнезиальные водные силикаты. Диагенез в осадках платформ и геосинклиналей. На плат формах скорость и величина опускания незначительна и ско рость накопления осадков также невелика. Стадия диагенеза здесь растягивается на большой отрезок времени. Материал осадка длительное время находится во взаимодействии с ило выми растворами и в какой-то степени с наддонными водами бассейна. Вследствие этого происходит глубокая переработка осадочного вещества, приспособление его к новым условиям среды. Полевые шпаты, слюды и гидрослюды в кислой среде полностью превращаются в каолинит, в щелочных условиях образуются монтмориллониты. енения осадочной породы. Стадия диагенеза подразделяется на следующие этапы (в современных морских осадках гумидной зоны по Страхову, 1960). 1. Окислительное минералообразование происходит в осадке мощностью до 40 см. В прибрежной зоне образуются железо-марганцевые конкреции, дальше от берега — глауконит, фосфориты, в глубоководной зоне — марганцевые конкреции и цеолиты. 2. Восстановительное минералообразование осуществляется в более глубоких горизонтах осадка, для современных осадков это глубины 2—4 и до 10 м. В этот этап образуются силикаты железа (лептохлориты), карбонаты железа, магния, кальция и марганца, сульфиды железа и других металлов. 3. Перераспределение аутигенного материала, возникновение в осадке зацементированных участков, образование конкреций. Выделение этапов диагенеза легко осуществимо в современ ных осадках. В древних осадках — осадочных породах — мы наблюдаем суммарный результат процессов, происходивших на протяжении всех трех этапов и, следовательно, выделение их представляет не такую простую задачу. Вместе с тем представляет большой интерес выделение типов диагенеза в зависимости от характера бассейна и осадка, кли мата и ландшафта, а также физико-химических условий среды осадкообразования. В результате диагенеза осадок превращается в породу.
10.Учение о геохимических фациях. Фация — это обстановка осадконакопления (сов ременная или древняя), овеществленная в осадке или породе. Обстановку осадконакопления мы можем характеризовать с точ ки зрения динамики среды, физико-химических условий среды, условий существования организмов, а также физико-географиче ских условий: климат, ландшафт и место данной обстановки в ландшафте суши или на дне моря. Обстановку осадконакопления можно наблюдать и изучать в настоящее время, обстановки геологического прошлого мы поз наем, изучая осадочные горные породы.
Аутигенный характер ,минералов определяется по целому ряду признаков: идиоморфности кристаллов в порах и пусто тах, неправильной и гипидиоморфной форме зерен и мельчайшим размерам в основной массе хемогенных и цементе обломочных пород, сферолитовому и оолитовому строению, наличию коллоидных и метаколлоидных структур, выполнению и выстиланию пор и пустот, перемежаемости с другими аутогенными минера лами, замещению обломочных зерен и др. Ayтигенные минералы — индикаторы физи ко-химических условий среды. Многие аутигенные минералы осадочных пород могут быть индикаторами среды образования, показывающими значение рН, Eh, соленость вод бассейна и т. п. Минералами-индикаторами рН являются: гидроокислы же леза (выпадают и устойчивые при рН>2,3—3,0), опал —обра зуется в кислых, слабокислых и нейтральных условиях среды и устойчив в слабощелочной среде, карбонаты (кальцит и доломит характерны для щелочной среды —рН (более 7,4, сидерит обра зуется при рН = 7,0—7,2). Минералы группы каолинита осаждаются в кислой среде, галлуазит — в слабокислой и нейтральной среде. Минералы груп пы монтмориллонита характерны для щелочной среды. Мине ралы группы гидрослюд образуются и устойчивы в слабощелоч ной и щелочной среде. Минералами-показателями Eh являются пирит, сидерит, ша мозит, глауконит, окислы и гидроокислы железа и марганца и др. Пирит образуется в резко восстановительной обстановке при отрицательных значениях Eh, сидерит — в слаоовосстановитель- ных до нейтральных и слабоокислительных условиях среды, шамозит — в нейтральных. Для глауконита характерны слабоокислительные до нейт ральных условия среды, и, наконец, окислы и гидроокислы же леза и марганца образуются в окислительных условиях среды (положительные значения Eh). Минералами-показателями солености являются карбонаты, сульфаты, галит и калийные соли: доломит осаждается в интер вале соленостей от 4% до 15%; сульфаты осаждаются при со лености свыше 12—15%; галит — при солености около 25—27%; калийно-магнезиальные соли осаждаются при солености около 30—32%.
11. Факторы и индикаторы катогенеза. Изменение осадочных пород в стратисфере назы вают катагенезом *. «Катагенез породы обнимает огромную об ласть явлений приспособления минералов к новым условиям вне залегания их под поверхностью водного бассейна» (Ферсман, 1924). Процессы изменения осадочных пород в стратисфере про исходят при повышенных температуре и давлении (см. табл. 17) в присутствии подземных вод и грунтовых растворов. Катагенез в отличие от диагенеза по своей природе процесс неорганический (физико-механический и физико-химический). Живое вещество, и в частности бактерии, являющиеся одним из факторов преобразования осадков при диагенезе, во время ка тагенеза не играют существенной роли. В стадию катагенеза происходят уплотнение пород и различ ные процессы минералообразования: коррозия и растворение, регенерация, образование новых минералов из растворов или путем метасоматического замещения, дальнейшее изменение об ломочных зерен, перекристаллизация и т. п. Наиболее распространенными минералами стадии катагене за являются: сульфиды железа и тяжелых металлов (пирит, марказит, галенит, сфалерит и др.); окислы (халцедон, кварц, гематит, рутил, анатаз, брукит); сульфаты (барит, ангидрит); карбонаты (кальцит, доломит, железистый доломит, анкерит, сидерит и др.); силикаты (гидрослюды, каолинит, монтморилло нит, смешанно-слойные минералы, ортохлориты, цеолиты —• анальцим, гейландит, десмин, ломонтит, сколецит, полевые шпа ты, эпидот, сфен, турмалин и др.). Характерная черта многих минералов катагенеза — их значительные размеры (медленная и длительная !кристаллизация). Это обычно зерна и зернистые агрегаты, иногда кристаллы, имеющие правильную форму. Ряд минералов образуется по обломочным зернам, приурочен к ним и представлен кристалликами идеально правильной фор мы (минералы двуокиси титана и некоторые другие по цвет ным слюдам). Некоторые минералы образуют каемки нарастания на обло мочных зернах, облекают их, выполняют поры, капиллярные тре щины, трещины отдельностей, пустоты и образуют конкреции и секреции. Процессы уплотнения. Давление вышележащих толщ по-раз ному действует на глинистые и зернистые, сцементированные и несцементированные породы. Катагенез в отличие от диагенеза по своей природе процесс неорганический (физико-механический и физико-химический). Живое вещество, и в частности бактерии, являющиеся одним из факторов преобразования осадков при диагенезе, во время ка тагенеза не играют существенной роли. В стадию катагенеза происходят уплотнение пород и различ ные процессы минералообразования: коррозия и растворение, регенерация, образование новых минералов из растворов или путем метасоматического замещения, дальнейшее изменение об ломочных зерен, перекристаллизация и т. п. Наиболее распространенными минералами стадии катагене за являются: сульфиды железа и тяжелых металлов (пирит, марказит, галенит, сфалерит и др.); окислы (халцедон, кварц, гематит, рутил, анатаз, брукит); сульфаты (барит, ангидрит); карбонаты (кальцит, доломит, железистый доломит, анкерит, сидерит и др.); силикаты (гидрослюды, каолинит, монтморилло нит, смешанно-слойные минералы, ортохлориты, цеолиты —• анальцим, гейландит, десмин, ломонтит, сколецит, полевые шпа ты, эпидот, сфен, турмалин и др.). Характерная черта многих минералов катагенеза — их значительные размеры (медленная и длительная !кристаллизация). Это обычно зерна и зернистые агрегаты, иногда кристаллы, имеющие правильную форму. Ряд минералов образуется по обломочным зернам, приурочен к ним и представлен кристалликами идеально правильной фор мы (минералы двуокиси титана и некоторые другие по цвет ным слюдам). Некоторые минералы образуют каемки нарастания на обло мочных зернах, облекают их, выполняют поры, капиллярные тре щины, трещины отдельностей, пустоты и образуют конкреции и секреции. Процессы уплотнения. Давление вышележащих толщ по-раз ному действует на глинистые и зернистые, сцементированные и несцементированные породы.
12.Стадии изменения осадочных парод(катагенез, метагенез). Изменение осадочных пород в стратисфере назы вают катагенезом *. «Катагенез породы обнимает огромную об ласть явлений приспособления минералов к новым условиям вне залегания их под поверхностью водного бассейна» (Ферсман, 1924). Процессы изменения осадочных пород в стратисфере про исходят при повышенных температуре и давлении (см. табл. 17) в присутствии подземных вод и грунтовых растворов. Катагенез в отличие от диагенеза по своей природе процесс неорганический (физико-механический и физико-химический). Живое вещество, и в частности бактерии, являющиеся одним из факторов преобразования осадков при диагенезе, во время ка тагенеза не играют существенной роли. В стадию катагенеза происходят уплотнение пород и различ ные процессы минералообразования: коррозия и растворение, регенерация, образование новых минералов из растворов или путем метасоматического замещения, дальнейшее изменение об ломочных зерен, перекристаллизация и т. п. Наиболее распространенными минералами стадии катагене за являются: сульфиды железа и тяжелых металлов (пирит, марказит, галенит, сфалерит и др.); окислы (халцедон, кварц, гематит, рутил, анатаз, брукит); сульфаты (барит, ангидрит); карбонаты (кальцит, доломит, железистый доломит, анкерит, сидерит и др.); силикаты (гидрослюды, каолинит, монтморилло нит, смешанно-слойные минералы, ортохлориты, цеолиты —• анальцим, гейландит, десмин, ломонтит, сколецит, полевые шпа ты, эпидот, сфен, турмалин и др.). Характерная черта многих минералов катагенеза — их значительные размеры (медленная и длительная !кристаллизация). Это обычно зерна и зернистые агрегаты, иногда кристаллы, имеющие правильную форму. Ряд минералов образуется по обломочным зернам, приурочен к ним и представлен кристалликами идеально правильной фор мы (минералы двуокиси титана и некоторые другие по цвет ным слюдам). Некоторые минералы образуют каемки нарастания на обло мочных зернах, облекают их, выполняют поры, капиллярные тре щины, трещины отдельностей, пустоты и образуют конкреции и секреции. Процессы уплотнения. Давление вышележащих толщ по-раз ному действует на глинистые и зернистые, сцементированные и несцементированные породы. Катагенез в отличие от диагенеза по своей природе процесс неорганический (физико-механический и физико-химический). Живое вещество, и в частности бактерии, являющиеся одним из факторов преобразования осадков при диагенезе, во время ка тагенеза не играют существенной роли. В стадию катагенеза происходят уплотнение пород и различ ные процессы минералообразования: коррозия и растворение, регенерация, образование новых минералов из растворов или путем метасоматического замещения, дальнейшее изменение об ломочных зерен, перекристаллизация и т. п.
Глубокие изменения осадочных пород, происхо дящие в нижних частях стратисферы, по своему характеру близкие, а во многом тождественнные начальным стадиям реги онального метаморфизма мы будем называть метагенезом * (про- тометаморфизм Страхова, сильный эпигенез или слабый мета морфизм Рухина). Метагенез происходит в геосинклиналях при мощности оса дочной толщи свыше 7000—8000 м, давлении 2000—3000 атм, температуре 200—300° С и наличии минерализованных раство ров. Одним из важных факторов метагенеза является стресс. Процессы метагенеза, вероятно, проявляются и на платфор ме в осадочных породах докембрия, где минералообразование шло при более низких температурах и давлении, но многие сотни миллионов лет. Метагенез по своей природе процесс физико-химический. Уже на стадии глубинного катагенеза, как мы видели, уплотнение по род в основном заканчивается, пористость достигает величины 2—3%. Следовательно, уплотнение в метагенезе не играет суще ственной роли. Однако движение масс при складчатости вызыва ет появление тонкой трещиноватости — многочисленных поверх ностей кливажа скольжения, создавая этим новые пути для ми грации растворов. Активной циркуляции растворов способствует высокая темпе ратура. В зоне метагенеза широко развиты процессы растворе ния и регенерации, перекристаллизации, реакции взаимодейст вия растворов и минералов породы с привносом и выносом вещества (метасоматоз). В результате осадочные породы пере ходят в категорию метаморфизованных, но еще не настоящих метаморфических. Во время метагенеза происходит полное пре образование цемента зернистых пород и частичное (редко пол ное) — основной массы глинистых и карбонатных пород. Обло мочные зерна терригенных пород, как травило, не перекристал лизованы или перекристаллизованы только по периферии, редко по всему зерну. Явления катаклаза имеют место, но обычно значение их невелико. В стадию метагенеза образуются: окислы (кварц, анатаз, ру тил, брукит, гематит, магнетит); карбонаты (кальцит, анкерит, доломит и др.); силикаты (гидрсслюда, близкая к серициту, се рицит, мусковит, ортохлориты — рипидолит, афросидериг и др.— альбит, эпидот, стильпномелан, пирофиллит и др. Ряд минералов возникает в виде каемок регенерации на обломочных зернах — циркон, турмалин, эпидот, цоизит, клиио- чоизит, титанит. Некоторые из них образуют отдельные кри- сталлы и скопления — турмалин, эпидот, сфен. В стадию метагенеза широко развиты процессы направлен ной коррозии, кристаллизации и перекристаллизации под воз действием стресса. В зернистых породах, богатых цементом, образуются «бородатые» зерна кварца (рис. 8, А и 8, Б), в по родах, лишенных цемента, — стилолитовое сочленение зерен (часты стилолиты под углом к напластованию). Иногда наблюдается коррозия гра натов, ставролита, дистена, силлиманита, регенерацион- иое обрастание и разраста ние кварца, полевых шпатов и других минералов. Гидро- слюдизация и хлоритизация усиливаются и получают дальнейшее развитие, приво дя к массовому появлению гидрослюды, близкой к сери циту, серицита и даже му сковита (глубинный метаге нез). Обломочный биотит на раннем этапе еще сохраняет ся, на позднем — переходит в пакеты мусковита и хлори та. Минералы метагенеза представлены зернистыми агрегатами, контакты между зернами зазубренные и вол нистые. Одновременно про исходит перестройка струк тур осадочных пород: широ кое распространение получа ют мозаичные (конформно- регенерационные) сланцева тые линзовидно-сегрегацион- но-полосчатые, зубчатые — шиловидные, структуры на правленной коррозии и кри сталлизации, перекристалли зации под давлением стрес са и т. п.
13.Составные части осадочных парод (аллотегенные, аутегеные, органичесие остатки). Осадочные породы состоят из различных по со ставу и происхождению составных частей — компонентов: 1. Аллотигенные компоненты, принесенные из других обла стей— источников питания. Это, главным образом, обломочный или терригенный, материал, поступающий с суши (terra — зем ля), частично продукты перемыва осадков дна бассейна. 2. Аутигенные компоненты, возникающие на месте в осадке или породе «in situ» на разных стадиях образования, изменения или разрушения осадочных пород. 3. Органические остатки. 4. Вулканогенный материал. 5. Космогенный материал. Аллотигенные компоненты. А л л о т и г е в н ы е минера лы. Аллотигенные минералы слагают основную массу обломоч ных и некоторых глинистых пород и входят в виде примеси в состав других пород. В настоящее время в осадочных породах известно свыше 200 аллотигенных минералов и большое количество обломков самых различных горных пород. Теоретически все известные минералы и горные породы нашей планеты могут встречаться в виде об ломков в осадках и осадочных породах. Практически в осадках и осадочных породах мы встречаем главным образом наиболее устойчивые минералы. Среди них на первом месте находится кварц, каолинит, гидрослюда, лимонит, затем полевые шпаты, слюды, обломки горных пород и далее все остальные минералы.
Аутигенные компоненты. Аутигенные минералы. В осадках и осадочных породах описано свыше 200 аутигенных минералов (см. ниже). Среди них наибольшее значение имеют глинистые минералы, карбонаты, сульфаты, соли, затем следуют хлориты, окислы и гидроокислы железа, марганца, алюминия, минералы кремнезема, фосфаты и др. Аутигенные минералы слагают основную массу карбонатных, фосфатных, глиноземистых, железистых, марганцевых пород, со лей, часть глинистых пород, цемент обломочных и .конкреции. Они принадлежат к следующим классам минералов. 1. Самородные элементы: а) благородные металлы, б) тяже лые металлы, в) сера. 2. Сульфиды: а) железа, б) тяжелых металлов. 3. Галоиды: а) фториды, б) хлориды, в) комплексные сое динения. 4. Окислы и гидроокислы: а) кремнезема, б) железа и мар ганца, в) алюминия, г) титана. 5. Нитраты. 6. Карбонаты: а) группы кальцита, б) арагонита, в) мала хита, г) водные карбонаты. 7. Сульфаты: а) сульфаты щелочных и щелочно-земельных металлов, б) сульфаты железа, в) сульфаты тяжелых металлов. 8. Фосфаты: а) фосфаты кальция, б) фосфаты железа. 9. Бораты. 10. Силикаты: а) полевые шпаты, б) цеолиты, в) слюды, г) глинистые минералы, д) хлориты,е) прочие. Аутигенные минералы возникают в осадке или породе и яв ляются индикаторами физико-химических условий среды.
Органические остатки. Значение органических остатков. В осадках и осадочных породах присутствуют ор ганические остатки или следы жизнедеятельности организмов. Количество органических остатков в породах биогенного проис хождения достигает 50—70% от всего состава породы, а в ряде случаев они целиком сложены ими (ископаемые угли, некоторые известняки, диатомиты и др.). Наиболее важными породообразователямй являются орга низмы с кремневой раковиной или скелетом (радиолярии, губки, диатомеи), с известковой раковиной или скелетом (форамини- феры, губки, кораллы, мшанки, брахиоподы, пелециподы, гаст- роподы, цефалоподы, тентакулиты, остракоды, кокжолитофори- ды, синезеленые, зеленые и багряные водоросли), с фосфорно кислым скелетом или раковиной (позвоночные и два вида беззамковых брахиопод), организмы, концентрирующие углерод, дающие начало торфу и ископаемым углям (псилофитовые, папоротникообразные, папоротники, хвойные, кордаитовые, цвет ковые), нефти и битумам (фитопланктон морей, зоопланктон- морей, различные представители макрофлоры и макрофауны морей и растительный детрит, принесенный с суши). Черви и бактерии в ископаемом состоянии, как правило, не сохраняются, однако в осадках, где они обитали, мы почти все гда обнаруживаем достаточно ясные следы их жизнедеятельно сти: ходы червей илоедов (иногда их настолько много, что по рода почти полностью бывает переработана ими), накопления минерального вещества — карбонатные, железистые осадки, са мородная сера и др. Следы жизнедеятельности животных проявляются также в виде скопления их экскрементов [скопления птичьего помета (гуано) на тихоокеанском берегу Южной Америки и в поляр ных странах, некоторые известняки, состоящие из комочков пе- литоморфного кальцита, — копролитовые известняки и др.]. И, наконец, следы жизнедеятельности организмов проявля ются в виде отпечатков животных и растений или следов их передвижения (см. флишевые текстуры).
Вулканогенный материал. В значительной части современных осадков и древних осадочных пород в том или ином количестве присутствует примесь вулканогенного, или пирокластического, материала. Пирокластический материал представлен обломками вулка^ иического стекла и различных минералов: пироксенов, амфибо лов, кварца, кристобалита, полевых шпатов, биотита, лейцита и др. В отличие от обломочных минералов он попадает в осадок, не подвергаясь выветриванию и обработке во время переноса и отложения (вулканический пепел в современных осадках и оса дочных породах). Иногда он отлагается на больших площадях более или менее выдержанным слоем и поэтому может служить Хорошим корреляционным признаком.
Космогенный материал. Космогенный материал не играет су щественной роли в составе осадков и осадочных пород, хотя метеоритное вещество и космическая пыль постоянно поступают на поверхность земли. Количество его настолько мало (5000— 7000 т в год), что это не сказывается на составе осадков. Может быть только в красной глубоководной глине на дне мирового океана, накопление которой происходит очень медлен но (обломочный материал с материков не достигает глубоко водных океанических впадин), можно обнаружить космическое вещество. Наличие метеоритных шариков, состоящих из никели стого железа, неоднократно отмечалось при описании красной глубоководной глины и глобигиринового ила.
14.Структуры и текстуры осадочных парод. В определении понятий текстуры и структуры мы будем сле довать за классиком советской петрографии Ф. Ю. Левинсон- Лессингом (1935). В учебнике петрографии им дано такое опре деление текстуры и структуры: «Под структурой горной породы в широком смысле слова понимается совокупность ее призна ков, определяемых морфологическими особенностями отдельных составных частей и их пространственными взаимоотношениями. При этом те особенности, которые отражают пространственные взаимоотношения составных частей и определяют собой внеш ний облик горной породы, ясно выступающий макроскопически, можно называть сложением или текстурой, сохраняя название строения или структуры в тесном смысле слова (иначе микро структуры) за теми особенностями, которые выступают лишь при микроскопическом исследовании, как-то: морфологические признаки отдельных составных частей и характер сочетания со ставных частей». Исходя из этогс, можно так определить понятие текстуры: это сложение осадочной породы, обусловливаемое ориентиров кой, взаимным расположением составных частей, а также спо собом выполнения пространства. Текстура преимущественно ма кроскопический признак, изучение которого производится в об нажениях и образцах (штуфах) горных пород. Возникает она во время осадконакопления и диагенеза и видоизменяется при последующих процессах. Структура — строение породы, определяемое размером, фор мой, ориентировкой частиц и степенью кристалличности веще ства (микроскопический признак). Поскольку осадочные породы в большинстве случаев залегают в виде пластов и слоисты, то и текстурные признаки целесообразно рассмотреть в связи с поверхностями пласта.
Текстуры верхней поверхности пласта. Знаки ряби. Знаки ряби представляют собой ряд прямых или изогнутых, более или менее параллельных, реже перекрещивающихся валиков на поверхности песчаных и алевритовых пород. Капли дождя. Капли дождя наблюдаются на песчано-глини- стых и глинистых осадках, периодически выходящих на поверх ность земли (осушение). Они представляют собой округлые уг лубления, диаметром в несколько миллиметров с приподнятыми краями. Сходные образования возникают от действия града и выде ления пузырьков газа. Трещины усыхания. При высыхании глинистых и карбонат ных осадков происходит их растрескивание с образованием не правильной полигональной сетки трещин. Трещины, как прави ло, не очень глубокие, размер трещин измеряется сантиметрами и десятками сантиметров. Отпечатки. На верхней поверхности слоя встречаются различные отпечатки органического и неорганического происхождения; следов животных, кристаллов льда, кристаллов солей и т. п.
Текстуры середины пласта. К текстурам середины пласта в первую очередь относится слоистость. По морфологи ческим признакам различают горизонтальную, волнистую, косую и переходные типы слоистости: горизонтально-волнистую, косо- волнистую и горизонтально-косую (диагональную). По разме рам и сериям слоев выделяют макрослоистость — метровые раз меры, мезослоистость — сантиметровые и микрослоистость —• миллиметровые размеры и менее (последняя рассматривается в шлифах). Однако морфологическая классификация сама по себе не представляет большой ценности, так как один и тот же мор фологический тип может иметь различное происхождение. По этому мы рассмотрим основные генетические типы слоистости. Русловая слоистость представляет собой серии однонаправ ленных косых слоев, располагающиеся этажно, друг над другом. Наклон слоев в одну сторону, углы наклона крутые. Между от дельными сериями наблюдаются поверхности размыва. В пре делах косых слоев серии грубый материал концентрируется в основании слоев (крупный песок, гравий, галька). Мощность серий — метры, слоев — сантиметры (рис. 15). Русловая слоистость образуется в руслах рек благодаря пе ремещению песчаных валов по дну реки. Потоковая слоистость — чередование серий косых и горизон тальных слоев. Косые серии имеют наклон в одну сторону, углы наклона крутые. Они состоят из грубого материала (крупный песок, гравий, галька), в основании слоев располагается более грубый материал, в вершине — более тонкий. Горизонтальные серии состоят из мелкого материала и содержат прослои и лин зы алеврита и глины. Мощность серий — метр, несколько мет ров, слоев — сантиметры. Слоистость знаков ряби. Слоистость знаков ряби образуется на мелководье, в заливах и лагунах, в озерах благодаря дея тельности волн. Она представляет собой серии косых слоев с вогнуто-выпуклыми поверхностями, срезающие друг друга под разными углами. Размеры серий — сантиметры, слоев — милли метры. Прибрежно-морская слоистость представляет чередование косых прямолинейных серий слоев с разными углами наклона в различные стороны. Углы наклона пологие и средние, слои сложены мелким и среднезернистым песком (редко крупным с примесью гравия и гальки). Эоловая слоистость представляет собой чередование серий косых прямолинейных и вогнуто-выпуклых слоев с различными углами наклона от крутых до пологих в разные стороны. Слои сложены песчаным, хорошо отсортированным материалом. Раз меры серий — метры, слоев—санти метры. Эоловая слоистость образуется в результате движения дюн и барха нов (рис. 20). Горизонтальная слоистость наблю дается у различных по веществен ному составу осадков и пород (обло мочных, карбонатных, кремнистых и др.) и характеризуется прямолиней ностью и горизонтальностью слоев и контактов между ними. Размеры слои стости самые различные (от несколь ких сантиметров до нескольких метров). Градационная слоистость (graded bedding) образуется в ре зультате деятельности мутьевых потоков.
Текстуры нижней поверхности пласта. К тек- '. стурам нижней поверхности пласта относятся различные гиеро- ' •глифы. Они наблюдаются на нижней поверхности песчаников, ,алевритов, песчаных известняков в виде выпуклостей — позитив ные знаки. Изучение их важно для выяснения условий осадко накопления, а также для определения нормального и опрокину того залегания пластов в местностях со сложным тектоническим строением. По генезису различают гиероглифы механического происхождения (механоглифы) и органического (биоглифы). К первым относятся слепки борозд размыва, следы волочения по дну различных предметов, следы внедрения песчаного осад ка в илистый, ко вторым — следы ползания червей, жизнедея тельности донных организмов и др. Слепки борозд размыва представляют собой удлиненные ва лики разной величины, остриями своими направленные против течения. Следы волочения (шрамы) представляют собой одиночные или групповые валики небольшого размера, протягивающиеся на значительное расстояние. Образовались они в результате пе- перемещения течением стволов, веток, раковин и т. д., прочертивших на глинистом осадке бороздку или шрам. Следы внедрения песчаного осадка в подстилающий его ил выглядят в виде дель товидных сосочков с остриями, направлен ными примерно в одну сторону. Размеры со сочков небольшие (донескольких сантиметров). Следы внедрения образуются на мор ском дне, имеющем небольшой уклон, благодаря движению пес чаного осадка, насыщенного водой по подстилающему его гли нистому илу (рис. 25). Ходы червей представляют собой валики диаметром до не скольких миллиметров, расположенные синусоидально или при чудливо изгибающиеся и обычно не соприкасающиеся друг с другом.
Структуры осадочных пород. Структура преиму щественно микроскопический признак; наблюдается главным образом в шлифах под микроскопом. И только в некоторых случаях в псефитовых и псаммитовых породах (благодаря боль шому размеру частиц) структура становится макроскопическим признаком.
В обломочных породах по размеру частиц выделяются сле дующие структуры. Псефитовая — диаметр зерен > 1 мм. Псефо-псаммитовая — присутствуют зерна размером больше и меньше 1 мм. Псаммитовая крупнозернистая — диаметр зерен 1—0,5 мм Псаммитовая среднезернистая — диаметр зерен 0,5—0,25 мм. Псаммитовая мелкозернистая — диаметр зерен 0,24—0,05 мм (рис. 32). Псаммо-алевритовая — присутствуют зерна размером >0,05 мм и 0,05—0,005 мм. Псаммо-пелитовая — присутствуют зерна 0,005—0,05 мм и <0,005 мм. Алевритовая грубая—диаметр зерен 0,05—0,01 мм (рис. 33). Алевритовая тонкая — диаметр зерен 0,01—0,005 мм. Алевро-пелитовая — присутствуют зерна размером 0,05— 0,005 мм и <0,005 мм (рис. 35). Пелитовая грубая — диаметр частиц 0,005—0,001 мм (рис. 34). Пелитовая тонкая — диаметр частиц <0,001 мм. В сцементированных породах помимо обломочных зерен при сутствует цемент. В этом случае характеристика структуры по размеру зерен дополняется характеристикой цемента. Разли чают такие типы цемента. 1. По количеству цемента и способу цементации: базальный — цемента много, обломочные зерна не соприкасаются друг с дру гом; поровый — цемент выполняет поры в породе; контактовый — цемента мало и присутствует он на контакте зерен. 2. По способу образования: крустификационный — обраста ние обломочных зерен аутигенными минералами; регенерацион- ный — разрастание зерен, образование каемок вокруг обло мочных зерен из того же вещества и часто с одинаковой оптической ориентировкой каемки и обломочного зерна; корро зионный— образуется благодаря коррозии обломочных зерен и цементации веществом того же или другого состава; цемент вы полнения — цементация породы происходит благодаря выполне нию пор и пустот обломочным и аутигенным материалом. По степени кристалличности вещества различают цемент аморфный и кристаллический. Кристаллический может иметь разную структуру: беспорядочно зернистую (зерна не имеют ни формы, ни определенной ориентировки), пойкилитовую или типа фонтенбло (кристаллы цемента крупные, одновременно гаснущие в скрещенных николях, обломочные зерна рассеяны в них равно мерно), радиально-лучистую (зерна цемента имеют радиально- лучистое строение), волокнистую (зерна цемента имеют волок нистое строение). В большинстве случаев породы содержат несколько типов цемента. Например, местами в породе наблюдается поровый цемент, местами базальный или контактовый, т. е. можно гово рить о смешанном типе цемента (цементации).
15.Принцыпи классификации осадочных парод.
Классификация осадочных пород основана на генезисе и вещественном составе. По генезису выделяют породы обломочные, химические и органогенные (Лу- чицкий, -1948) или обломочные, глинистые и хемобиогенные (Швецов, 1958; Рухин, 1953 и др.). Дальнейшее подразделение в пределах крупных генетических групп производится по веще ственному и минеральному составу. Так, например, в хемобио- генной группе выделяются глиноземистые, железистые, марган цевые и другие породы. Железистые, в свою очередь, подраз деляются на окисные и гидроокисные, карбонатные, силикатные и породы смешанного состава. В некоторых случаях используют также условия залегания (пластовые и конкреционные тела в кремнистых, фосфатных и других породах) и текстурно-струк- турные особенности. Например, разделение обломочных пород по размеру частиц на грубообломочные, песчаные, алевритовые и т. д. Несколько лучше получится класси фикация, если за основу подразделения пород взять веществен ный состав. Однако и в этом случае нельзя охватить все разнообразие пород, выпадают из общей классификации обло мочные породы и не все гладко получается с солями. Может быть, более перспективной окажется химико-генетическая клас сификация, но разработка ее — дело будущего. Пока не создана единая генетическая или химико-генетическая классификация, нам кажется целесообразным за основу подразделения осадоч ных пород принять вещественный состав и генезис одновремен но. При этом не выделять крупных генетических групп или отделов, как это делалось раньше, и использовать более широко генетический признак в широком и узком смысле слова вплоть до учета обстановок осадконакопления. Генетический признак может и должен сочетаться с подразделением по минеральному составу, а также следует, когда это целесообразно, учитывать текстурно-структурные особенности осадочных пород. Классифицируя различные группы осадочных пород, не сле дует какому-либо признаку отдавать предпочтение перед дру гим в угоду однообразию или ложной стройности. Например, группе обломочных пород на первое место выступает структур ный признак — размер частиц. По размеру частиц они разделя ются на грубообломочные, песчаные, алевритовые и глинистые, а дальнейшее подразделение производится по генезису и мине ральному составу. В группе кремнистых пород на первое место выдвигается генетический признак. По генезису их делят на биогенные, хемо- биогенные и хемогенные, а дальнейшее подразделение осуществ ляется по минеральному составу н структуре и т. д. Изложенным выше требованиям более всего отвечает класси фикация Н. М. Страхова, разработанная на основе учения о типах литогенеза. По вещественному составу и генезису выделяются: 1) обло мочные, 2) глинистые (алюмосиликатные и силикатные) *, 3) гли ноземистые (аллитные), 4) железистые, 5) марганцевые, 6) фос фатные, 7) кремнистые, 8) карбонатные, 9) соли, 10) каусто биолиты. Каждая осадочная порода состоит из обломочных — аллоти- генных и аутигенных—• хемобиогенных и биогенных компонен тов в различных соотношениях. И только сравнительно редкие породы состоят из какого-либо одного компонента. Для того что бы показать соотношение между выделенными группами пород, нанесем их на циклограмму (рис. 12). Образование осадочных пород начинается с физического выветривания материнских по род— образования обломков. Поэтому обломочные породы, как продукты физического выветривания и переноса, начальной ста дии дифференциации вещества, поместим внутри циклограммы, а все остальные — покажем на окружности, проведя в соответ ствующих местах радиусы. Таким образом, центр циклограммы отвечает 100% содержания обломочного !компонента — чистая обломочная порода, а окружность— 100% содержания хемобио генных и биогенных компонентов — чистая хемобиогенная и био генная порода. Введем также промежуточные окружности и ра диусы, соответствующие содержанию 5,50 и 95% того или иного компонента, отражающие соотношение между компонентами и определяющие название породы: название породы дается по ком поненту, присутствующему в количестве более 50%. Содержание компонента в количестве 5—50% находит отражение в назва нии в виде прилагательного, при содержании менее 5% он не находит отражения в названии. Рассматривая циклограмму, нетрудно установить, что порядок расположения пород от обло мочных через глинистые (алюмосиликатные и силикатные) и далее по часовой стрелке показывает направление осадочной диф ференциации вещества.